авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

<< ГЛАВНАЯ
АГРОИНЖЕНЕРИЯ
АСТРОНОМИЯ
БЕЗОПАСНОСТЬ
БИОЛОГИЯ
ЗЕМЛЯ
ИНФОРМАТИКА
ИСКУССТВОВЕДЕНИЕ
ИСТОРИЯ
КУЛЬТУРОЛОГИЯ
МАШИНОСТРОЕНИЕ
МЕДИЦИНА
МЕТАЛЛУРГИЯ
МЕХАНИКА
ПЕДАГОГИКА
ПОЛИТИКА
ПРИБОРОСТРОЕНИЕ
ПРОДОВОЛЬСТВИЕ
ПСИХОЛОГИЯ
РАДИОТЕХНИКА
СЕЛЬСКОЕ ХОЗЯЙСТВО
СОЦИОЛОГИЯ
СТРОИТЕЛЬСТВО
ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ
ТРАНСПОРТ
ФАРМАЦЕВТИКА
ФИЗИКА
ФИЗИОЛОГИЯ
ФИЛОЛОГИЯ
ФИЛОСОФИЯ
ХИМИЯ
ЭКОНОМИКА
ЭЛЕКТРОТЕХНИКА
ЭНЕРГЕТИКА
ЮРИСПРУДЕНЦИЯ
ЯЗЫКОЗНАНИЕ
РАЗНОЕ
КОНТАКТЫ


Pages:   || 2 | 3 | 4 | 5 |   ...   | 10 |
-- [ Страница 1 ] --

МИНИСТЕРСТВО ОБРАЗОВАНИЯ И НАУКИ РФ

ЮЖНО-РОССИЙСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ ТЕХНИЧЕСКИЙ УНИВЕРСИТЕТ

(НОВОЧЕРКАССКИЙ ПОЛИТЕХНИЧЕСКИЙ ИНСТИТУТ)

ПРОБЛЕМЫ ГЕОЛОГИИ,

ПЛАНЕТОЛОГИИ, ГЕОЭКОЛОГИИ

И РАЦИОНАЛЬНОГО

ПРИРОДОПОЛЬЗОВАНИЯ

Сборник тезисов и статей

Всероссийской конференции

26-28 октября 2011 г.

г. Новочеркасск

Новочеркасск

ЛИК 2011 2 УДК 504.55.06:550.8 ББК 26.34 П 78 Организаторы:

Министерство образования и науки РФ Южно-Российский государственный технический университет (Новочеркасский политехнический институт) П 78 Проблемы геологии, планетологии, геоэкологии и рационального природопользования: сборник тезисов и статей Всероссийской конфе ренции, г. Новочеркасск, 26-28 октября 2011 г. / Юж.-Рос. гос. техн. ун-т (НПИ). – Новочеркасск: ЛИК, 2011. – 384 с.

ISBN 978-5-9947-0187- В сборник включены материалы по нескольким научным направлени ям: прикладная геология;

планетология и геоэкология;

рациональное ис пользование и охрана недр;

техносферная безопасность.

УДК 504.55.06:550. ББК 26. © Южно-Российский государственный ISBN 978-5-9947-0187- технический университет (НПИ), © Авторы, ПРИКЛАДНАЯ ГЕОЛОГИЯ УДК 549.651/548. ТИПОМОРФНЫЕ ОСОБЕННОСТИ ПОЛЕВЫХ ШПАТОВ РЕДКОМЕТАЛЬНЫХ ПЕГМАТИТОВ (МОНГОЛЬСКИЙ АЛТАЙ) К.С. Барминская Томский государственный университет Полевые шпаты кристаллизуются в течение всего пегматитового про цесса, что позволяет использовать вариации его химического состава и структурных особенностей, как критерии условий образования и оценки вероятной рудоносности пегматитового тела. Они являются важными по родообразующими минералами горных пород. Их кристаллизация проис ходит в широком интервале температур и давлений [2].

Автором изучен полевой шпат, отобранный из жилы редкометальной формации гранитных пегматитов Монгольского Алтая. Исследуемое пег матитовое тело имеет зональное строение. От периферии к центру жилы можно выделить следующие зоны: графическую, апографическую, пегма тоидную, блокового полевого шпата и кварцевое ядро.

Графическая зона представляет закономерное срастание кварца, стро го ориентированного в полевом шпате. Ихтиоглипты кварца имеют непра вильную форму. Основной фон окраски полевого шпата – белый. При микроскопическом изучении было выявлено, что полевой шпат представ лен плагиоклазом (рис. 1), который четко диагностируется по полисинте тическому двойникованию. В зоне помимо породообразующих минералов наблюдаются ксеноморфные кристаллы мусковита, которые выполняют трещины, что свидетельствуют о более позднем их образовании.

Зона графики плавно сменяется апографической, в которой наблю дается изменение ориентировки и увеличение размеров зерен кварца.





Пегматоидная зона представляет собой разноориентированные сраста ния кварца и полевого шпата. Полевой шпат представлен выделениями розового и белого цвета.

Блоковая зона сложена полевым шпатом белого цвета. Он представ лен микроклином, который четко диагностируется при микроскопиче ском изучении по микроклиновой решетке (рис. 2). В микроклине при сутствуют структуры распада – пертиты. Плагиоклаз в пертитах диагно стируется по полисинтетическому двойникованию. Пертиты имеют лин зовидную неправильную форму. По морфологии пертитов [3], они отно сятся к сегрегационным. Наличие структур распада является показате лем медленного охлаждения высокотемпературных гомогенных К-Na полевошпатов.

Рис. 1. Графическое срастание кварца Рис. 2. Микроскопическое строение и полевого шпата микроклин - пертита а) плагиоклаз;

б) ксеноморфный кварц;

в) развитие слюды по трещинам Полевые шпаты из всех зон были исследуемы с помощью рентгеност руктурного, люминесцентного и спектрального количественного методов исследования вещества. Анализы проводились в лаборатории ЦКП «АЦГПС» (аналитики Т.С. Небера, Н.Н Борозновская, Е.Д. Агапова).

Рентгеноструктурный анализ показал, что полевой шпат графической, апографической и пегматоидной зон представлен плагиоклазом. Рентге нограмма соответствует альбиту с содержанием анортитового минала от 2 % до 13%. ИСУ (индекс структурной упорядоченности) от перифе рии к центру возрастает от 40 до 95. Блоковая зона сложена полевым шпатом, представленным максимальным микроклином. Степень трик линности (р) калиевого полевого шпата изменяется от 0,72 до 0,75. На рентгенограмме полевого шпата блоковой зоны обнаруживаются пики, соответствующие альбиту, что подтверждает наличие пертитовых струк тур, ранее отмеченных при микроскопическом изучении.

Химический состав и распределение редких щелочных и щелочно земельных элементов определялся с помощью количественного спек трального анализа. Были определены следующие элементы-примеси: Рb, Сu, Ti, Мn, V, Sr, Сr, Ag, Zn, Ва, Ga, Sn, Sc, Zr, Y, Yb. Ba и Sr – наиболее типичные примеси в полевых шпатах данных образцов. Особенно это относится к Ba. Близость ионных радиусов Ba 2+ и К1+ обеспечивает лег кость вхождения Ba 2+ в решетку калиевых полевых шпатов. Считается, что Ba и Sr накапливаются в более высокотемпературных полевых шпа тах [1]. Содержание Ва от графической зоны к зоне пегматоида возрас тает от 200 до 410 г/т., содержание Sr остается постоянным и достигает 250 г/т. От периферии к центру пегматитового тела отмечается увеличе ние содержания Zn.

В ходе рентгенолюминесцентного анализа было выявлено, что для полевого шпата характерны полосы излучения с максимумами 315 - 345, 390 - 440, 460 - 480, 560 - 570, 690 - 770 и 880 - 890 нм, за которые отве чают примесные ионы Tl+, Сe3+, Mn2+, Fe3+ и структурные дефекты AlO44-, SiO43-. Наличие примесно-структурных дефектов в калиевом полевом шпате - Сe3+, Mn2+ центров, характерных для плагиоклаза, объясняет на личие пертитовых структур, которые обнаруживаются и при микроскопи ческом исследовании, и выше рассматриваемым данным рентгенострук турного анализа. Появление полосы Fe 3+ в спектрах РЛ ПШ связано с ус тойчивостью и активностью ионов Fe 3+ в щелочных средах и является ин дикатором щелочности минералообразующей среды. Слабо выраженные в спектре дефекты О–, Mn2+, низкое отношение Mn2+/Fe3+ для плагиокла за указывают на относительно быструю кристаллизацию. Повышенные значения РЛ Mn2+ в зонах графики и апографики являются следствием от носительно медленного остывания. Интенсивное излучение Tl + в калие вых полевых шпатах блоковой зоны указывает на редкометальную спе циализацию.

Таким образом, примесный состав, структурная упорядоченность по левых шпатов, их рентгенолюминесцентные особенности являются отра жением особенностей условий минералообразования.

Литература 1. Борозновская Н.Н. Особенности рентгенолюминесценции полевых шпатов как пока затель их генезиса / Н.Н. Борозновская // ЗВМЩ. – 1989. – №1. – С. 110-119.

2. Пущаровский Д.Ю. Рентгенография минералов. – М.:ЗАО «Геоинформмарк», 2000. – 292 с.

3. Руденко С.А. Морфолого-генетическая классификация пертитовых срастаний // Зап.

Всесоюз. минерал, о-ва. 1954. – № 1. – С. 23-36.

УДК 624.131. ИНЖЕНЕРНО-ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА САРМАТСКИХ ГЛИН КРАЕВЫХ ПРОГИБОВ ЮГА РУССКОЙ ПЛАТФОРМЫ А.Н. Богомолов, С.И. Шиян, Е.В. Щекочихина, С.А. Чарыкова, Т.М. Тихонова Волгоградский государственный архитектурно-строительный университет Сарматские отложения широко распространены на территории России и в сопредельных странах и часто залегают в пределах глубин активной зоны фундаментов инженерных сооружений на территории от Карпат до Прикаспия. Наибольшую проблему для строительства представляют сар матские глины, относящиеся к структурно-неустойчивым грунтам.

Изучались два опорных региона: Северное Причерноморье (в преде лах Молдовы) и Центральное Предкавказье (в пределах Ставропольской возвышенности). В соответствии с исследованиями Н.И. Андрусова, пер вый в сарматское время был приурочен к акватории Галицийского залива, а второй – Ставропольского пролива Сарматского морского бассейна.

В настоящее время эти два региона представляют собой Центрально Молдавскую возвышенность и Ставропольскую возвышенность с приле гающими возвышенными равнинами. Отметки поверхности составляют:

300 – 400 м в Молдове и около 700 м – в Центральном Предкавказье. Кли мат обеих регионов умеренно-континентальный, однако вся территория Молдовы относится к зоне недостаточного увлажнения с коэффициентом увлажнения 0,72 – 0,80, а более высокая территория Центрального Пред кавказья – к увлажннной зоне и зоне избыточного увлажнения. Коэффи циент увлажнения здесь изменяется от 1,0 до 1,1.

Сарматские глины в обоих районах обнажаются на поверхности либо пе рекрыты маломощной толщей покровных грунтов. Проанализированы: лито логический состав, степень засоления и физико-механические свойства глин.

Результаты гранулометрического анализа позволяют отнести глины из обоих регионов к группе высокодисперсных грунтов, содержащих более 50% глинистых частиц. По этому показателю сарматские глины из обоих регионов почти не различаются. Это свидетельствует о том, что снос тер ригенного материала в Сарматский морской бассейн проходил в основном из одного региона – Русской платформы.

Результаты микроагрегатного состава глин указывают на существенное их различие. Глины из Центрального Предкавказья менее дисперсные, со держание глинистой фракции у них 15-50%. Глины Северного Причерномо рья более дисперсные, глинистой фракции у них в среднем 25-50%. Коэф фициенты агрегированности (частиц менее 0,005 мм): у первых составляет в среднем 4,45, а у вторых 1,73.

Минеральный состав дисперсной фракции глин обеих регионов суще ственно отличен. В целом у глин обеих регионов дисперсная фракция со стоит в основном из двух минералов: гидрослюды и монтмориллонита. Но у глин Центрального Предкавказья монтмориллонита больше на 10-20%.

Это может служить доказательством более высокой вулканической актив ности в сарматские время Кавказких гор – на востоке, чем Добруджской горной системы – на западе. Однако более высокое содержание монтмо риллонита может быть следствием более влажного климата в послесармат ское время. Известно, что в таких условиях гидрослюда может преобразо вываться в монтмориллонит.

Степень засоления глин определялась по данным водных и соляно кислых вытяжек (табл. 1). Результаты свидетельствуют, что засолнность глин обеих регионов существенно различна. Глины из Центрального Пред кавказья на 1,5 порядка более засолены (по сухому остатку), чем глины из Северного Предчерноморья. Объяснение этому факту мы находим в фун даментальном труде Н.И. Андрусов «Южнорусские неогеновые отложе ния». Анализируя фауну и флору Сарматского моря, Н.И. Андрусов при шел к выводу, что вода в восточной части Сарматского морского бассейна была более соленая, чем в западной, где она опреснялась речным стоком с Русской платформы.

Таблица Показатели засоления сарматских глин Центральное Северное Показатели Предкавказье Причерноморье Сухой остаток, 5,14 0, г/100 г сух. пор. 4,39 0, 11,61 12, Карбонатность, % 8,64 9, 0,13 0, Содержание гипса, % 0,07 0, 1,40 0, Органический углерод, % 1,19 0, Примечание: в числителе среднее значение для глин среднего сармата, в знаменателе, для глин нижнего сармата (Центральное Предкавказье) и верхнего сарма та (Северное Причерноморье).

Анализ показателей физических свойств глин (табл. 2) свидетельству ет о различии их для обоих регионов. Глины из Центрального Предкавка зья, характеризующиеся повышенным содержанием монтмориллонита, бо лее влажные, в среднем 0,33 и 0,36, невысокой плотности 1,74 и 1,89 г/см3. Глины из Северного Причерноморья менее влажные в среднем 0,23 и 0,24 и более плотные, в среднем 2,00 и 2,03 г/см 3. Причина этому, на наш взгляд, кроется в постгенетических факторах, воздействующих на сарматские глины, главным из которых является степень увлажнения тер ритории в послесарматское время. Сарматские глины по определению яв ляются «сенсорными» породами, свойства которых тесно связаны с влаж ностью природной среды: более высокой в Центральном Предкавказье и меньшей в Северном Причерноморье. Не последнюю роль играет и содер жание в глинах монтмориллонита. Там, где его больше – глины более влажные, что обусловлено свойствами этого минерала.

Таблица Физико-механические характеристики сарматских глин Центральное Северное Показатели Предкавказье Причерноморье 1,74 2, Плотность, г/см 1,89 2, 0,36 0, Природная влажность, w 0,33 0, 0,27 0, Число пластичности JP 0,29 0, 50,50 40, Пористость n, % 48,50 40, Величина свободного 0,12 0, набухания s 0,26 0, Давление набухания 0,36 4, Рs 105 Па 0,70 2, 1, Удельное сцепление, с 105 Па 0, 1, Угол внутреннего трения 9, 30,, град 20, Примечание: см. табл. Анализ показателей механических свойств показывает, что сущест венные различия в составе, состоянии и физических свойствах глин нашли свое отображение в показателях механических свойств и набухаемости.

Глины из Северного Причерноморья более набухающие, чем одновозраст ные отложения Центрального Предкавказья. Их давление набухания в 3 – 10 раз больше и составляет: в 0,20 – 0,421 МПа. Прочность первых в 2,5 – 3,0 раза больше удельному сцеплению и в 1,5 – 3,0 раза меньше углу внутреннего трения.

Анализировались показатели общей и остаточной прочности глин из обоих регионов. У глин Центрального Предкавказья остаточная прочность составляет 50-80 % от общей, а у глин Северного Причерноморья – 20-25 %, соответственно по удельному сцеплению и углу внутреннего трения. Факт вполне объясним, если вспомнить, что у первых более высокое содержание монтмориллонита и большая влажность, а следовательно у них большая доля водно-коллоидных связей в общем объеме структурного сцепления.

УДК 624.131. ОСНОВНЫЕ ОСОБЕННОСТИ ИЗМЕНЕНИЯ СОСТАВА И СВОЙСТВ ЛЕССОВЫХ ПОРОД ПРИ ФИЛЬТРАЦИИ ВОДЫ А.Н. Богомолов, Ю.И. Олянский, С.И. Шиян, Т.М. Тихонова, О.В. Киселева Волгоградский государственный архитектурно-строительный университет Изучение деформационного поведения лессовых пород осуществля лось в компрессионных приборах системы Н.Н. Маслова, позволяющих замерять просадочные деформации при капиллярном водонасыщении и при фильтрации воды через образец грунта. Использовалась водопровод ная вода. Компрессионные испытания выполнялись методом одной кри вой с замачиванием при нагрузке 0,15 МПа. После условной стабилиза ции (0,001 мм за 1 сут.) начиналась фильтрация воды в течение 90 сут. с ежесуточной регистрацией деформации. Такая методика компрессионных испытаний, несмотря на общеизвестные недостатки, позволяет оценить не только полную деформацию образца при замачивании, но и дифференци ровать ее на собственно просадку и послепросадочное уплотнение. Она широко использовалась в практике исследований на Северном Кавказе, Ростовской области, Украине, Молдавии, Средней Азии.

Изменение механического состава заключается в следующем. В це лом содержание дисперсных и мелких фракций по результатам микроагре гатного анализа не изменилось. Наибольшие изменения отмечены для фракции крупнее 0,1 мм. При фильтрации воды эти агрегаты распадаются, увеличивая содержание более мелких фракций, что способствует умень шению размера межагрегатных пор и снижает общую пористость. Агреги рованность дисперсной фракции практически не меняется, Kагр = 2,6-11,4.

В следствие длительной фильтрации и вымывания легкорастворимых со лей в 1,5-3,0 раза уменьшилось содержание Na+, существенно увеличилось содержание Ca+2, Mg+2, Cl-, SO4-2. Практически не изменилось содержание HCO3-. Вследствие этого, общая минерализация либо уменьшается на 20-30%, либо не меняется вообще, а в отдельных случаях увеличивается в 1,7-1,8 раз. До фильтрации тип засоления пород определялся как:

Ca+2 - Mg+2 - SO4-2 - HCO3-, после - HCO3- - Mg+2 - Ca+2.

Испытания лессовых пород в условиях замачивания и фильтрации в течение 90 сут. показали, что длительное взаимодействие с водой ведет к полной их деградации. Уменьшается содержание крупных фракций (более 0,1 мм), за их счет повышается содержание более мелких фракций, при практически не изменяющемся содержании дисперсной фракции. Легко растворимые соли вымываются, одновременно слабо и среднерастворимые соединения преобразуются в сильно растворимые. Повышается содержа ние гидрокарбонатов и гипса, грунт приобретает содово-кальциевое или содово-магниевое засоление, становится более плотным и прочным (как отмечал Е.Н. Сквалецкий (1988) для пород Таджикистана - преобразуется в «озерный мергель»). При этом изменяются почти все свойства лесса:

W - увеличивается на 0,05-0,12, Wp - не изменяется или повышается на 0,01-0,02, WL - повышается на 0,01-0,04, что обусловлено изменениями общего содержания карбонатов и др. В результате повышается Jp на 0,01-0,03, уменьшается пористость, пластическая прочность падает в 1,5-6,0 раз.

Послепросадочное уплотнение, связанное с длительной фильтрацией воды через лессовую породу, обусловлено разрушением водостойких структурно-коллоидных связей между ее частицами и проявляется в виде деформации ползучести скелета. Просадочный и послепросадочный про цессы обычно сочетаются и деформация носит комплексный характер. Из за трудности их разграничения на практике часто говорят об общей де формируемости лессовой толщи, условно выделяя наиболее активно про текающую стадию процесса (просадка) и плавную постоянно затухающую (послепросадочная стадия). Вопросы количественной оценки обеих со ставляющих имеют большое практическое значение. Деформационное по ведение отдельных образцов лессовых пород в компрессионном приборе при замачивании и фильтрации воды показано на рис. 1.

Рис. 1. Кривые деформации лессовых пород при замачивании и фильтрации воды:

1 – edp Q3-4 п. Котовск;

2 – edp Q3-4 г. Кишинев;

3 – edp Q3-4 г. Кишинев;

4 – edp Q3-4 п.

Котовск;

5 – deol Q2 п. Тараклия;

6 – deol Q2 п. Кантемир В процессе опыта фиксировались следующие величины относитель ной деформации: sl2 – относительная просадка через 2 суток после зама чивания (по ГОСТ 23161-78);

sl4 – то же через 4 суток после замачивания (по А.К. Ларионову это время завершения провальной просадки);

slк – то же после завершения консолидации образца при замачивании;

slф – полная деформация образца после завершения фильтрации воды.

Рассчитаны следующие составные части общей деформации: sl4 – провальная просадка (по А.К. Ларионову);

slк - sl4 – замедленная проса дочность;

slф - slк – послепросадочное уплотнение. Для прогноза деформа ции лессовых пород выделены 3 коэффициента: K1 = sl4/ sl2;

K2 = sl4/ sl2;

K3 = slф/ sl2. Обобщение и анализ результатов позволил установить, что значения коэффициентов К1-3 зависят не столько от показателей физиче ских свойств и состава породы, как от величины sl2. Максимальное значе ние величины замедленной просадки и послепросадочного уплотнения на блюдается для образцов с sl2 менее 0,01. С повышением величины про вальной просадки замедленная просадка и послепросадочное уплотнение уменьшаются. Например, для пород с sl2 равной 0,041-0,050 послепроса дочное уплотнение примерно в 2 раза меньше, чем для пород с sl2 равной 0,001-0,005. В таблице приведены значения коэффициентов К3 для лессо вых пород различных регионов, свидетельствующие о том, что лессовая толща междуречья Прут-Днестр по характеру развития просадочных и по слепросадочных деформаций сходна с лессовыми толщами Северного Кавказа и Ростовской области.

Таблица ф Поправочные коэффициенты K3 = для различных регионов / sl sl K3 = slф/ sl Категория просадочности Район Автор Слабо-просадочные Средне-просадочные В.П. Ананьев, Предкавказье 2,3 1, Э.В. Запорожченко Средняя Азия Е.Н. Сквалецкий 1,7 1, Молдова Ю.И. Олянский 2,55 1, Междуречье И.И. Молодых 1,2 – 1, Дунай-Днестр УДК 553.44 (470.65) МИНЕРАЛОГИЯ И ТЕКСТУРНО-СТРУКТУРНЫЕ ОСОБЕННОСТИ ПОЛИМЕТАЛЛИЧЕСКИХ РУД ДЖИМИДОНСКОГО МЕСТОРОЖДЕНИЯ (СЕВЕРНАЯ ОСЕТИЯ-АЛАНИЯ) С.А. Панов, Г.В. Рябов Южно-Российский государственный технический университет (НПИ), г. Новочеркасск Поскольку до настоящего времени детальные сведения о минерало гии, геохимических особенностях руд и PT-условиях формирования ме сторождения Джимидон практически отсутствовали, их изучение было оп ределено в качестве задачи исследования. Исходя из этого, целью исследо ваний является получение достоверных данных по минералого геохимическим особенностям, закономерностям распределения полезных компонентов и условиям формирования руд месторождения Джимидон.

В качестве исходных данных были использованы рудные полировки (аншлифы), лично изготовленные из образцов руд Джимидонского место рождения в лаборатории ЮРГТУ (НПИ), а также аншлифы руд хорошо изученного Садонского месторождения, отобранные из коллекции проф.

Г.А. Кобилева, хранящиеся на кафедре «Прикладной геологии» ЮРГТУ (НПИ). Вещественный состав, структурно-текстурное строение руд и по следовательность минералообразования устанавливались при макро- и микроскопическом изучении полированных штуфов.

В процессе микроскопического изучения аншлифов установлено, что наиболее распространенными рудными минералами месторождения Джи мидон, как и в других месторождениях Садонского района, являются сфа лерит, галенит, пирит, арсенопирит и халькопирит. К второстепенным ми нералам относятся марказит и магнетит, редко встречаются шеелит, вольфрамит и гематит. Нерудные минералы представлены кварцем и кар бонатами разного состава, в том числе Mn-содержащими, баритом, хлори том, серицитом, полевыми шпатами (таблица 1).

Таблица Минеральный состав руд месторождения Джимидон Главные Второстепенные Малораспространенные Рудные минералы Галенит (PbS) Пирротин (FeS) Гематит (Fe2O3) Сфалерит (ZnS) Магнетит (Fe3O4) Вольфрамит ((Fe,Mn)WO4) Пирит (FeS2) Марказит (FeS2) Шеелит (CaWO4) Халькопирит (CuFeS2) Блеклая руда (Cu3AsS3) Арсенопирит (AsS) Жильные минералы Кварц (SiO2) Доломит Барит (BaSO4) Кальцит (CaCO3) Хлорит Микроклин (K[AlSi3O8]) Серицит Флюорит (CaF2) В ходе исследования установлено, что минеральный состав руд ме сторождения Джимидон отличается от руд других месторождений Садон ского рудного поля большей распространенностью пирита, арсенопирита, халькопирита, минералов самородного серебра. На Джимидонском место рождении выделяются два основных минералогических типа руд: кварце во-полиметаллический и кварцево-колчеданный (полиметаллический).

Определена последовательность минералообразования в истории формирования руд месторождения Джимидон (рис. 1), исходя из которой, можно выделить всего пять стадий минеральных ассоциаций из одинна дцати, установленных для полиметаллического оруденения Садонского рудного поля [1]:

1. дорудная (кварц-карбонатная);

2. первая рудная (кварц-пирит-арсенопиритовая);

3. вторая рудная (кварц-галенит-халькопирит-сфалеритовая);

4. третья рудная (кварц-арсенопирит-сфалерит-галенитовая);

5. пострудная (кварцевая).

Рис. 1. Схема последовательности минералообразования в месторождении Джимидон I – кварц-пирит-арсенопиритовая ассоциация, II – кварц-галенит-халькопирит сфалеритовая ассоциация, III – кварц-галенит-пиритовая ассоциация, IV – кварц-пирит-арсенопирит-сфалеритовая ассоциация.

Таким образом, выявлены основные черты минералообразующего процесса, который привел к формированию свинцово-цинковых руд ме сторождения Джимидон. Их происхождение связано с многостадийным процессом, который начинался с отложения кварца и карбонатов, обра зующих жилы, прожилки, вкрапленность и брекчии. Собственно руды от лагались в течение трех последовательных стадий, в результате которых формировались рудные тела, определяющие промышленный потенциал месторождения. Завершался минералообразующий процесс образованием повсеместно распространенных кварц-кальцитовых жил и прожилков, ино гда с баритом, флюоритом, небольшими количествами пирита, сфалерита и галенита. Такая последовательность в отложении основных минералов свидетельствует о закономерном изменении состава рудоносных растворов от кислых в начале процесса рудообразования, до растворов щелочного со става – в конце образования руд.

Результаты минераграфических исследований позволили выявить ряд закономерностей, говорящих о том, что оруденение Джимидонского ме сторождения согласно классификации эндогенных полиметаллических ме сторождений относится к магматической свинцово-цинковой формации садонского типа.

Литература 1. Кобилев Г.А. Главные этапы формирования и закономерности размещения свинцо во-цинковых месторождений Северного Кавказа. Автореферат диссертация на соис кание уч. степени д.г-м.н. – Тбилиси, 1983. – 41 с.

УДК 553. АНАЛИЗ РАСПРЕДЕЛЕНИЯ РУДНЫХ ЭЛЕМЕНТОВ В ВУЛКАНИТАХ ЗОНЫ ПЕРЕДОВОГО ХРЕБТА СЕВЕРНОГО КАВКАЗА В.В. Шуткова, Т.Ю. Горбаенко, Г.В. Рябов Южно-Российский государственный технический университет (НПИ), г. Новочеркасск Структурно-формационная зона Передового хребта на Северо Западном Кавказе известна как крупная колчеданоносная провинция, в ко торой сосредоточено промышленное медное и полиметаллическое оруде нение [1]. Последнее пространственно и генетически связано с толщей вулканогенно-осадочных пород девонского времени. В зоне Передового хребта к настоящему времени выделено несколько рудных полей с распо ложенными в их пределах колчеданными месторождениями.

Объектами нашего изучения являются рудовмещающие вулканоген но-осадочные породы девонского возраста, развитые на площади самого крупного Урупо-Лабинского рудного поля. Задачей исследований являлось изучение закономерностей распределения в этих рудовмещающих породах группы шести ведущих рудных элементов – кобальта (Co), меди (Cu), цин ка (Zn), титана (Ti), серебра (Ag), марганца (Mn). Исходными данными по служили результаты химического анализа проб, отобранных из вулкано генно-осадочных пород рудного поля на четырех пространственно разоб щенных участках: Большелабинскому-1 – 55 анализов, по Большелабин скому-2 – 20 анализов, по Малолабинскому – 22 анализа, по Урупскому участку – 38 анализов.

На первом этапе изучения методом среднего арифметического были рассчитаны средние значений содержаний перечисленных 6-ти рудных элементов. Ниже приведена таблица 1, в которой представлены средние концентрации металлов по участкам.

Таблица Средние значения содержаний элементов в рудовмещающих породах Элементы, % Участок Ti Mn Co Cu Ag Zn Урупский 0,0017 0,00034 0,0357 0,091 0,0002248 0, Большелабинский-1 0,0121 0,00142 0,0040 0,052 0,0000017 0, Большелабинский-2 0,0017 0,00010 0,0694 0,063 0,0000334 0, Малолабинский 0,0087 0,00092 0,0026 0,045 0,0000004 0, Для наглядности по значениям таблицы 1 были построены графики изменения средних содержаний металлов по участкам (рис. 1).

Рис. 1. Графики изменения средних значений содержаний металлов по участкам Урупо-Лабинского рудного поля Анализ таблицы 1 и рис. 1 позволяет выявить следующие особенности геохимической специализации рудовмещающих вулканогенно-осадочных пород на исследуемых участках:

1. Высокую зараженность пород Урупского участка серебром (Ag), кобальтом (Co), медью (Cu) и очень низкие в них концентрации таких ме таллов как цинк (Zn), марганец (Mn) и титан (Ti) по сравнению с породами других участков.

2. Самую высокую кобальтоносность Большелабинского участка-2, превышающую в два раза содержание кобальта (Со) в породах Урупского участка и более чем в десять раз в породах остальных двух участках.

3. Для Большелабинского-2 участка также по сравнению с Малола бинским и Большелабинским-1 участками характерно и высокое содержа ние Ag (больше соответственно в 20 и 80 раз).

4. В породах Большелабинского участка-1 отмечены значительные концентрации Zn, Ti и Mn, в 10 раз, а по Zn в 100 раз превышающие со держания этих элементов на других участках (см. рис. 1).

Вторым этапом наших исследований являлось изучение взаимосвязей между концентрациями рудных элементов и прежде всего нас интересова ло поведение кобальта (Co). Анализ проводился для каждого участка от дельно. По стандартной программе «Корреляция» были рассчитаны корре ляционные таблицы элементов для всех четырех участков (табл. 2-5).

Таблица 2 (Урупский участок) Коэффициенты корреляции средних содержаний элементов Ti Mn Co Ag Cu Zn Ti 1 0,01 -0,20 0,17 0, 0, Mn 1 -0,16 -0,19 0,004 0, 0, Co 0,01 -0,16 1 0,12 0,15 -0, Ag -0,20 -0,19 0,12 1 0,10 -0, Cu 0,17 0,004 0,15 0,10 1 0, Zn 0,15 0,22 -0,15 -0,12 0,13 Таблица 3 (Большелабинский-1 участок) Коэффициенты корреляции средних содержаний элементов Ti Mn Co Ag Cu Zn Ti 1 -0,08 -0,19 -0,12 -0, 0, Mn -0,08 1 -0,13 -0, 0,54 0, Co -0,13 1 -0,22 -0,17 -0, 0, Ag -0,19 -0,22 1 -0, 0,54 0, Cu -0,12 -0,17 1 0, 0,60 0, Zn -0,32 -0,14 -0,31 -0,02 0,13 Таблица 4 (Большелабинский -2 участок) Коэффициенты корреляции средних содержаний элементов Ti Mn Co Ag Cu Zn Ti 1 0,10 -0,41 -0,19 -0, 0, Mn 0,10 1 -0,18 -0,18 -0, 0, Co -0,18 1 -0,42 -0,41 -0, 0, Ag -0,41 -0,18 -0,42 1 0,17 0, Cu -0,19 -0,41 0,17 1 -0, 0, Zn -0,17 -0,20 -0,31 0,16 -0,13 Таблица 5 (Малолабинский участок) Коэффициенты корреляции средних содержаний элементов Ti Mn Co Ag Cu Zn Ti 1 0,31 0,35 -0,12 0, 0, Mn 0,31 1 -0,34 0,38 -0, 0, Co 1 0,13 -0,15 -0, 0,73 0, Cu 0,35 -0,34 0,13 1 0,07 0, Ag -0,12 0,38 -0,15 0,07 1 0, Zn 0,04 -0,15 -0,08 0,02 0, Анализ корреляционных таблиц позволяет сделать следующие выводы:

1) На Урупском участке (табл. 2) рудовмещающие породы характери зуются наличием положительной значимой связи только 2-х элементов – титана (Ti) и марганца (Mn): K=0,35. Связи всех остальных элементов друг с другом незначительные.

2) На Большелабинском участке -1 (табл. 3) мы уже имеем 4 пары элементов с высокими положительными связями: а) титан (Ti) и кобальт (Co) - К=0,55;

б) марганец (Mn) и серебро (Ag) - К=0,54;

в) марганец (Mn) и медь (Cu) - К=0,60;

г) серебро (Ag) и медь (Cu) - К=0,52.

3) На Большелабинском участке - 2 (табл.4) отмечаются высокие по ложительные связи в парах элементов: а) титан (Ti) и кобальт (Co) – К=0,70;

б) медь(Cu) и марганец (Mn) – К=0,60.

4) Для рудовмещающих пород Малолабинского участка выделены пары элементов, имеющие высокую корреляцию: а) титан (Ti) и кобальт (Co) – К=0,73;

б) марганец (Mn) и кобальт (Co) – К= 0,70;

в) медь (Cu) и цинк (Zn) – К=0,68.

Подводя итог выполненных исследований распределения ведущих элементов-металлов в рудовмещающих вулканогенно-осадочных поро дах Урупо-Лабинского рудного поля, следует отметить повышенную ко бальтоносность пород Большелабинского-2 участка, а также тот факт, что на трех участках из четырех изученных наблюдается высокая поло жительная корреляция кобальта и титана (за исключением Урупского участка).

Литература 1. Колчеданные месторождения Большого Кавказа. – М.: Недра, 1973. – 256 с.

УДК 553.435(470.6) ТИПОМОРФИЗМ МИКРОТВЕРДОСТИ ПИРИТА КОЛЧЕДАННЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ КАК ПОИСКОВО-ОЦЕНОЧНЫЙ КРИТЕРИЙ (НА ПРИМЕРЕ УРУПСКОГО МЕСТОРОЖДЕНИЯ СЕВЕРНОГО КАВКАЗА) Т.А. Ярцева, И.А. Богуш Южно-Российский государственный технический университет (НПИ), г. Новочеркасск Пирит – самый распространенный минерал, образующийся в анаэробной сфере в различных геологических обстановках. В рудах медноколчеданных месторождений содержание пирита достигает 95-98% общего объема.

В медноколчеданных месторождениях, являющихся продуктами гидро термально-осадочного рудогенеза, в настоящее время выделены следующие генетические разности пирита: осадочный (осадочно-диагенетический), ав тометасоматический сплошных руд и околорудных метасоматитов. Для выделенных типов пирита устанавливается отчетливый типоморфизм их микротвердости.

Микротвердость является надежным диагностическим показателем минералов. Микротвердость позволяет оценивать этот показатель как па раметрический, то есть выраженный в конкретных показателях мерой и числом. Разброс показателя для минерала пирита очень большой (4,20 20,04 ГПА). В этом ряду, как показали исследования Богуша И.А.[1], каж дому генетическому типу пирита соответствует определенный интервал показателя микротвердости. Микротвердость пирита, оцениваемая по типоморфным модальным значениям гистограмм для каждого образца, выявляет генетическую принадлежность пирита и, варьируя в широком диапазоне, позволяет корректно выделять генетические типы пирита. При этом вся шкала значений микротвердости разделена И.А. Богушем на типоморфные интервалы: Н0 – осадочный, со значениями микротвердости 4,2-9,8 ГПа;

Н1 – диагенетический: 7,8-10,1 ГПа;

Н2 – автобластический:

12,0-15,9 ГПа;

Н3 – гидротермально-метасоматический: 12,4-14,5 МПа;

Н4 – регионального метаморфизма: 13,8-17,2 ГПа;

Н5 – локального мета морфизма: 17,0-21,9 ГПа [1, 2].

В качестве объекта исследований нами было выбрано Урупское медно колчеданное месторождение – крупнейший промышленный объект Северно го Кавказа, эксплуатируемый в настоящее время. Вулканогенно-осадочные породы (спилиты, кератофиты, туфы), непосредственно вмещающие рудное тело, выделяются как горизонты пород, выполняющие главным образом блюдцеобразную депрессию глубиной до 100 м в центральной части место рождения. Тела сплошных колчеданных руд пластовой формы стратифици рованы морфологически и подстилаются пиритизированными метасоматита ми. Главное рудное тело сложено сплошными и прожилково-вкрапленными медными и медно-цинковыми колчеданными рудами.

Урупское месторождение является эталонным объектом колчеданных месторождений гидротермально-осадочного генезиса. Это доказано мно гочисленными работами В.И. Смирнова и Н.С. Скрипченко [3]. Урупские месторождения (Главное, Власенчихенское, Первомайское, Скалистое, Ле вобережное) изучались геологами ЮРГТУ (НПИ), а именно Скрипченко Н.С., Богушем И.А., Тамбиевым А.С., Щегловым В.И., Рябовым Г.В., Юб ко В.М., Заболотным Н.Д., Глуховым Ю.В.

Стратиформное тело сплошных гидротермально-осадочных руд Урупского месторождения со стороны лежачего бока подстилается про жилково-вкрапленными рудами, переходящими в пиритизированные мета соматиты кварц-серицитового состава.

Нами исследовался пирит как сплошных руд, так и околорудных ме тасоматитов. Замеры микротвердости проводились по известной методике С.И. Лебедевой [4] в десятках образцах. Результаты замеров оценивались статистически и типичные параметрические показатели приведены на сводных гистограммах для гидротермально-осадочных пиритов (рис.1, 2).

На сводной гистограмме микротвердости пиритов сплошных руд (рис. 2) отчетливо выделяются 3 пика значений, свидетельствующих о ге нетической сложности этих руд.

Первый пик, с минимальным значением микротвердости 959 ГПа, со ответствует осадочно-диагенестическому реликтовому пириту.

Второй пик (1362-1497 ГПа) корреспондирует автометасоматическому пириту, который образуется при перекристаллизации осадочных пиритов.

Третий массив микротвердости на гистограмме, растянутый от до 1802 ГПа, отражает содержание метаморфизованного пирита, который образуется в зонах повышенного смятия и рассланцевания руд.

На сводной гистограмме микротвердости пиритов околорудных мета соматитов (рис.1) отражены типоморфные показатели только двух типов пирита.

Рис. 1. Сводная гистограмма показателей микротвердости пиритов околорудных метасоматитов Рис. 2. Сводная гистограмма показателей микротвердости пиритов сплошных руд Четко выраженный пик со средним значением 1319 ГПа соответствует гидротермальному метасоматическому пириту. Массив значений микротвер дости от 1519 до 1819 ГПа на гистограмме отражает содержание метаморфи зованного метасоматического пирита, переходящего в метаморфогенный.

Исходя из этого, наличие в образцах руд нескольких генетических ти пов пирита позволяет подчеркивать полигенный характер оруденения с преобладающим участием руд гидротермально-осадочного происхожде ния. Именно этот тип оруденения на Кавказе имеют все промышленные месторождения. Метасоматическое оруденение, как самостоятельно выра женная минерализация, не образует крупные рудные скопления. Таким об разом, через параметрический показатель микротвердости пирита мы мо жем устанавливать не только генетический тип оруденения, но и рекомен довать этот показатель в качестве поискового критерия для выделения промышленных типов на общем фоне сульфидной минерализации.

Для Северного Кавказа известно 11 залежей промышленных гидро термально-осадочных руд и более 360 зон сульфитизированных метасома титов. Примененная методика оценки колчеданного оруденения по микро твердости типоморфного рудного минерала – пирита позволяет провести разбраковку этих многочисленных зон.

Литература 1. Богуш И.А. Генетические типы и онтогенез дисульфидов железа колчеданной фор мации Северного Кавказа. В сб. «Проблемы онтогении минералов» под ред. Д.П.

Григорьева. – Л.: Наука, 1985. – С. 67-71.

2. Богуш И.А., Бурцев А.А. Онтогенический атлас морфогенетических микроструктур колчеданных руд. – Ростов-на-Дону: Изд-во СКНЦ ВШ, 2004. – 200 с.

3. Колчеданные месторождения Большого Кавказа. – М.: Недра, 1973. – 225 с.

4. Лебедева С.И. Определение микротвердости минералов. – М., 1963. – 113 с.

УДК 550. ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ АНАЛИЗ УРАНОВЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЙ А.Е. Воробьев, Е.В. Чекушина Российский университет дружбы народов, г. Москва Подавляющее большинство месторождений радиоактивных металлов локализовано в скальных и полускальных породах прочных и средней прочности и располагается в крупных геологических блоках, объединяе мых в геологические провинции.

Блоки представлены вулканогенными, вулкано-осадочными и осадоч ными образованиями, смятыми в антиклинальные и синклинальные регио нальные структуры, разбитые тектоническими нарушениями на структуры более мелких порядков с большим количеством относительно выдержан ных по простиранию и закономерно расположенных в литосфере разрыв ных нарушений, сериями оперяющих разломов и трещин низких порядков, вплоть до микротрещин и кливажа.

Для месторождений характерны выходы вулканогенных пород в виде интрузий и даек от кислого до основного составов. К зонам тектонических нарушений приурочены малые интрузии и дайки различных форм – от правильных штокообразных до бесформенных образований. Дайки разли чают по простиранию и мощности, углу падения (от вертикальных до го ризонтальных), составу. В большинстве случаев дайки связаны с какой либо системой тектонических нарушений.

Вмещающими породами двух рудных формаций, различающихся по возрасту и совокупности полезных компонентов, являются как метаморфи ческие, так и осадочные и осадочно-вулканогенные породы. Метаморфи ческими породами являются, как правило, сланцы (от гнейсов до амфибо литов). Осадочные породы чаще всего представлены песчаниками, алевро литами, аргиллитами, известняками и туфогенными образованиями. Вул каногенные образования представлены гранитами, гранадиоритами, дио ритами, сиенитами, габбро и габбробазальтами. Дайки представлены мик родиоритами, спессаритами, кузелитами и другими породами.

Месторождения имеют сложную структуру с разрывными, сдвиго надвиговыми и сбросовыми нарушениями. Встречаются отложения под водно-оползневой структуры с зонами мелко-плиточного сланцевания. Та кие месторождения выделяют в группу сложно-структурных.

Полезные компоненты от незначительных рудопроявлений до круп ных месторождений встречаются как в осадочных, так и в вулканогенных породах. Отложениям каждой рудной формации предшествовали гидро термальные изменения, по химическому составу соответствующие своей рудной формации. Изменения вмещающих пород по ореолу в 5-10 раз пре вышает зоны концентрации полезных компонентов.

Концентрация полезных компонентов, в основном, приурочена к зо нам глубинных тектонических нарушений и оперяющих их нарушений. В зонах тектонических нарушений отмечаются брекчии, мелкообломочные структуры, сланцевания пород, мощность которых достигает десятков и сотен метров как в осадочных, так и в вулканогенных породах.

Коэффициент крепости вмещающих пород изменяется от 3 до 17 по шкале М.М. Протодьяконова. Гидротермально измененные породы имеют свою крепость на 10-30 % меньше.

Рудные тела имеют формы крутопадающих правильных и неправиль ных штокверков, столбов, линз, гнезд и жил, бывают межпластовыми и се кущими, крутыми, пологими и горизонтальными. В одних месторождениях границами рудных тел являются швы разломов, в других они располагают ся по обеим сторонам шва (как в зольбандах нарушений, так и за их преде лами). У некоторых рудных тел четкие контуры, у других – с разными бес форменными апофизами.

Отложения полезного компонента в пределах месторождений состоят из минеральных ассоциаций рудных формаций, которые накладывались одна на другую с предварительной гидротермальной подработкой.

По текстуре руды подразделяются на вкрапленные, прожилково вкрапленные и прожилковые в осадочных и вулканогенных породах. Оруд нение отмечается как в отдалении от вулканогенных пород, так и в непо средственной близости, на контакте и в самих вулканах.

УДК 550. ЗАКОНОМЕРНОСТИ ФОРМИРОВАНИЯ АКВАЛЬНЫХ ЗАЛЕЖЕЙ ГАЗОГИДРАТОВ А.Е. Воробьев, Е.В. Чекушина Российский университет дружбы народов, г. Москва А. Болатова Восточно-Казахстанский государственный технический университет, г. Усть-Каменогорск, Казахстан Г.Ж. Молдабаева Казахский Национальный технический университет, г. Алматы, Казахстан Необходимо отметить имеющееся в настоящее время резкое возраста ние внимания к газогидратной проблематике. В частности, в течение более чем 229 лет исследований газогидратов интерес к ним рос по мере пони мания их особой значимости для человечества.

Так, если за период с 1778 по 1934 г. по газогидратам было опублико вано всего 56 работ (причем чисто академического плана), то с 1935 по 1965 гг. опубликовано 144 работы (к тому же в основном промышленного назначения), а с 1965 г. по настоящее время – уже более 7600 работ.

Причем, суммарное количество полученных с 1940 г. авторских свиде тельств и патентов на изобретения по гидратной проблематике превысило 500.

Такой всплеск интереса к этим вопросам обусловлен тем, что газогид раты рассматриваются, как наиболее перспективный источник получения энергии в ближайшем будущем.

В настоящее время исследовательские работы по аквальной газогид ратной проблематике ведут Россия, Германия, Япония, Нидерланды, Ки тай, Индия, Норвегия, США и Канада.

Исследование выполнено по Государственному контракту № П от 03 сентября 2009 г. в рамках Федеральной целевой программы «Научные и научно-педагогические кадры инновационной России» на 2009-2013 гг. мероприятия № 1.2.1 - Проведение научных исследований научными груп пами под руководством докторов наук по НИР «Разработка эффективных методов поиска, разведки и экологически безопасного освоения месторож дений (залежей) газогидратов оз. Байкал, Телецкое (Россия) и оз. Иссык Куль (Кыргызстан)». Руководитель – д.т.н., проф. А.Е. Воробьев (РУДН).

В середине XX века советские ученые (А.А. Трофимук, Н.В. Черский, В.Г. Васильев, Ю.Ф. Макогон, Ф.А. Требин), основываясь на теоретиче ских предпосылках и полученных экспериментальных данных, установили ранее неизвестное свойство метана образовывать в определенных термо барических условиях (температура – не более 295°К, давление – свыше атмосфер) переходить в твердое газогидратное состояние и образовывать крупные залежи.

Гидратация (греч. "хюдор" – вода) представляет собой обратимый процесс присоединения воды к ионам, атомам или молекулам растворяе мого вещества. При этом молекулы воды сохраняются как единое целое.

В процессе гидратации ионов участвует множество молекул воды, ко торые в дальнейшем (благодаря проявлению электростатических сил) ок ружают ионы со всех сторон гидратной "шубой" (при этом только лишь несколько молекул воды образуют первый, наиболее прочно связанный с центральным ионом, слой).

В результате процессов гидратации большинство природных газов (CH4, C2H6, C3H8, CO2, N2, H2S, изобутан и т.п.) образуют гидраты или клатраты – кристаллические структуры, в которых газ находится в окру жении молекул воды, удерживаемых вместе низкой температурой и высо ким давлением.

В ходе проведенных многочисленных лабораторных исследований экспериментально было установлено, что газовые гидраты представляют собой льдо-подобные кристаллические соединения, образованные из моле кул воды и природного газа (обладающего низкой молекулярной массой).

Основным структурным элементом гидратов является кристалличе ская ячейка из молекул воды, внутри которой размещена молекула газа (рис. 1).

Рис. 1. Упаковка метана в газогидратах Обычно состав газовых гидратов описывается трехчленными форму лами, из которых одна часть представляет собой легкие компоненты при родных газов (кислород, сероводород, углекислый газ, метан, инертные га зы), вторая – это тяжелые углеводороды, а третья – обычная вода.

Метан является наиболее распространенным газом, образующим при родные газовые гидраты. Кроме метана в состав природных газогидратов могут входить и другие углеводородные газы (этан, пропан и бутан), а также такие газы, как СО2 и SO2.

Природный газ в каркасе газогидрата удерживается за счет относи тельно слабого ван-дер-ваальсового взаимодействия. При этом один объем воды связывает в газогидратное состояние примерно 164 объемов гидрато образующего газа Источниками органического вещества (переходящего затем в метан) для образования газогидратов (рис. 2) являются подземный сток, реки, раз ломы, живое вещество мирового океана, грязевые вулканы, сипы, газовые факелы, гидротермы, диапироподобные структуры и другие объекты.

подземные стоки 4% 8% реки 35% разломы 23% живое вещество мирового океана грязевые вулканы 10% 20% сипы Рис. 2. Источники органического вещества для образования газогидратов Так, значительная часть природных вод сносится в Мировой океан по средством подземного стока, разгружающегося в основном на прилегаю щем шельфе. Данный сток поставляет в океан около 2400 км3 воды в год.

Причем в отдельных районах объем подземных вод превышает значение 100 тыс. м3 в сутки на 1 км береговой линии.

Установлено, что с подземным стоком в океан ежегодно поступает около 735 млн. т гидрокарбонатов (НСО3) и 45-50 млн. т органического вещества (в растворенной форме), переходящих в дальнейшем в метан, а затем – в газогидраты.

Аквальные залежи газогидратов могут быть связаны и с разгрузкой вод речной сети, также содержащих органическое вещество.

Кроме этого, скопления аквальных залежей газовых гидратов обычно приурочены к зонам «дышаших» разломов или располагаются вблизи под водных грязевых вулканов, поставляющих метан.

Подавляющее количество газовых факелов обычно приурочена к об ласти перехода океанического шельфа к континентальному склону и его перегибу.

УДК 550. ГЕОЛОГО-ГЕОФИЗИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА НЕФТЯНОГО МЕСТОРОЖДЕНИЯ АЛИБЕКМОЛА А.Е. Воробьев, А.С. Каукенова Российский университет дружбы народов, г. Москва Месторождение Алибекмола в административном отношении распо ложено на территории Мугоджарского района Актюбинской области Рес публики Казахстан, в 250-270 км к югу от г. Актобе.

Месторождение открыто в 1987 г. скважиной № 5, в которой получены фонтанные притоки нефти до 40,9 м3/сут на 7 мм штуцере и притоки газо конденсатной смеси. Продуктивность связана с карбонатными отложениями каменноугольного возраста, в составе которых выделено 3 пачки: нижняя карбонатная (КТ-II), межкарбонатная (МКТ) и верхняя карбонатная (КТ-I).

Отложения осадочного чехла представлены тремя комплексами по род: подсолевым, солевым и надсолевым.

Подсолевая часть разреза, с которой связана нефтегазоносность ме сторождения Алибекмола, представлена карбонатно-терригенными отло жениями окского надгоризонта верхневизейского подъяруса, серпуховско го, башкирского, московского, касимовского, гжельского, ассельского яру сов, залегающих в интервале глубин 1900-4200 м и в ней выделяются две продуктивные пачки: нижняя и верхняя карбонатные толщи.

Стратиграфия представлена терригенно-карбонатными и соленосны ми отложениями каменноугольного, пермского, триасового, юрского и ме лового возраста.

Структура Алибекмола по данным бурения представляет собой по кровле КТ- брахиантиклинальную складку субмеридионального прости рания, с запада ограниченную тектоническим нарушением. По кровле нижней карбонатной толщи (КТ-) структура представляет приразломную брахиантиклинальную складку, осложненную двумя локальными верши нами: южной и северной. С запада и востока поднятие ограничивается тек тоническими нарушениями субмеридионального простирания.

В пределах месторождения закартированы разломы 4-х типов: фрон тальные взбросы;

тыльные взбросы;

сдвиговые нарушения;

внутриблочные взбросы и трещины.

Промышленная нефтегазоносность месторождения связана с подсоле выми каменноугольными отложениями, к которым приурочены две про дуктивные толщи КТ- и КТ-, разделенные 540 метровой межкарбонат ной толщей пород, где на отдельных участках также выделены нефтена сыщенные пласты коллектора.

Верхняя карбонатная толща КТ-, с которой связана газонефтяная за лежь, в стратиграфическом отношении приурочена к отложениям верхнепо дольско-гжельского возраста и находится в интервале глубин 1739 – 2714 м.

Толща сложена известняками, доломитами и известково-доломитовыми разностями карбонатных пород, с прослойками терригенных, преимущест венно аргиллитовых пород. Нижняя карбонатная толща КТ-, содержащая нефтяную залежь, приурочена к отложениям верхневизейско-каширского возраста в интервале глубин 2753 – 3617 м и литологически представлена преимущественно известняками с прослоями зеленовато-серых аргиллитов.

Межкарбонатная толща, приуроченная к отложениям верхнемосковского подъяруса, на 50-90% сложена терригенными породами.

Граничные значения емкостно-фильтрационных свойств пород коллекторов КТ- приняты следующими: пористость – 7,5%, проницае мость – 0,42х10-3мкм2.


Месторождение расположено в пределах восточного борта Прикаспий ского артезианского бассейна. В разрезе месторождения выделяется серия водоносных горизонтов и комплексов, составляющих два гидрогеологиче ских этажа (надсолевой и подсолевой), разделенных региональной соленос но-ангидритовой толщей кунгура. Этажи представляют собой самостоя тельные водонапорные системы со своим гидродинамическим режимом.

По результатам анализа плотности нефти в поверхностных условиях изменяется от 0,8406 г/см3 до 0,8413 г/см3. Величина плотности дегазиро ванной нефти составила 0,848 г/см3. Содержание серы в нефти 1,4-1,43%., связанной воды – 0,3%, хлористых солей – 415,2-654,4 мг/дм3, сероводоро да - 850-952,8 мг/т.

В 1994 г был выполнен промышленный подсчет запасов. Запасы ут верждены Государственной комиссией по запасам полезных ископаемых (ГКЗ) при Министерстве геологии и охраны недр Республики Казахстан (Протокол №21 от 24.12.1994 г). Подсчет запасов основывался на резуль татах бурения 26 скважин, из которых 2 параметрические, 2 поисковые и 22 разведочные скважины.

В 2002 г месторождение введено в промышленную эксплуатацию.

Разрабатывается только пласт КТ-II южного купола. Накопленная добыча 2731,94 тыс.т. Добыча за 2005 г составила 1210,4 тыс.т. Режим работы за лежей упруговодонапорный.

По состоянию на 01.04.2006 года на месторождении пробурена 81 скважина, включая поисково-разведочные и параметрические. В добы вающем фонде числятся 38 скважин.

В 2001-2002 г.г. – ОАО «Казахстанкаспийшельф» выполнены полевые сейсморазведочные работы 3Dв объеме 210 кв.км, в результате которых установлено дизъюнктивно-блоковое строение месторождения.

Поисково-разведочное бурение на площади Алибекмола ведется с це лью разведки и эксплуатации месторождения нефти. Пробурено 55 экс плуатационных скважин. Планируется пробурить еще 3 разведочные и в дальнейшем эксплуатационные скважины. Главным объектом является выявление перспектив нефтегазоносности каменноугольных отложений, выявленных скважинами №5, №6, №7.

Скважины №1, №2, №3 рекомендованы к заложению с целью сгуще ния разведочной сети для более полной информации о месторождении.

Проектную скважину №1 планируется заложить южнее от района ра бот скважины №21 проектной глубиной 3650,0 м, с целью выделения неф тегазонасыщенных коллекторов каменноугольных отложений, для уточне ния литологического состава пород. По предварительному анализу плани руется провести полный комплекс ГИС в интервале 3311,5-3650,0 м элек трическими методами, радиоактивными, кавернометрией и акустическим каротажем. Вторую проектную скважину №2 планируется заложить юго западнее относительно скважины №24 и юго-восточнее относительно скважины №21 эксплуатационных скважин глубиной до 3600,0 м. Эта скважина представляет интерес для подсчета запасов и оценки перспек тивных нефтегазовых залежей. А также для уточнения строения каменно угольных горизонтов и вскрытия подсолевых отложений. После проведе ния работ эту скважину можно использовать как нагнетательную. Третью проектную скважину №3 планируется заложить южнее от скважины №24 с проектной глубиной до 3600,0 м. Эта скважина представляет интерес в ка менноугольных отложениях для оценки перспективных нефтегазовых за лежей на данном интервале. Планируется провести полный комплекс ГИС.

Во всех скважинах будет выполнен обязательный комплекс геофизи ческих исследований согласно требованиям технической инструкции. Де тальные исследования в интервалах продуктивных отложений в масштабе глубин 1:200 методами: БК, МБК, ГК, ГГК-П, ННК, АК, КВ.

Заложив скважины №1, №2 и №3 предполагается уточнить литологи ческий состав пород, проследить тектонические нарушения и литологиче ские неоднородности, содержание нефти и газа в подсолевых отложениях, более детально разведать надсолевые, солевые и подсолевые отложения, оценить перспективы нефтегазовых отложений и оптимального заложения разведочных скважин.

УДК 553.6;

ХАРАКТЕРИСТИКА ЧОГРАЙСКОГО МЕСТОРОЖДЕНИЯ ПИЛЬНОГО КАМНЯ А.Г. Химченко, Е.Б. Кафтанатий Южно-Российский государственный технический университет (НПИ), г. Новочеркасск Чограйское месторождение пильного камня расположено в Ики Бурульском районе Республики Калмыкия в 100 км юго-восточнее г. Элисты.

Породы полезной толщи Чограйского месторождения пильного камня залегают узкой субширотной полосой и относятся к приподнятой части верх несарматских известняков. Эти известняки представляют собой единое тело полосу, соединяющуюся с месторождениями Чолун-Хамур и Зунда-Толпа.

В плане пластообразное тело полезной толщи описывается сильно вы тянутой фигурой весьма неправильных очертаний.

Полезное ископаемое – известняки и известняки-ракушечники – слагает монолитное тело. Мощность известняков без учета внутренней вскрыши (мощности пустых прослоев) колеблется от 2,2 м до 23,0 м по всей площади месторождения. Зоны увеличения мощности толщи из вестняков вытягиваются в линию субширотного простирания (запад северо-западного) и образуют как бы ось месторождения, соответст вующую желобу лагуны. По обе стороны от этой оси наблюдается неко торое уменьшение мощности.

Полезное ископаемое может быть разделено на разности по прочно сти. Ярко выраженных закономерных изменений качества известняка по прочности не отмечается ни по простиранию, ни по вертикали. В сред нем предел прочности известняка на площади месторождения не пре вышает 35 кг/см 2.

Полезная толща имеет ярко выраженный слоистый характер, причем известняки одного слоя отличаются от другого своим цветом, плотностью и другим физическим данным. Общим является фактически отсутствие трещиноватости пластов полезного ископаемого.

Часть слоев известняка представлена разрушенными породами, т.е.

имеющими низкую механическую прочность и практически, не под дающимися транспортированию. Известняк-рыхляк, а так же иногда встречаемые прослои глин, песка, песчаника и пр., т.е. все породы, распо ложенные в пределах границ месторождения и полезным ископаемым не являющиеся, отнесены к внутренней вскрыше. Каких либо закономерно стей в их расположении по вертикали и по простиранию нет.

Вскрышные породы представлены, в основном, супесями - рыхлыми породами с объемным весом соответственно 1,65 т/м3. На основной части месторождения они засорены щебнем известняка, причем засоренность щебнем наблюдается на стыке слоя вскрыши и полезной толщи. Супеси и суглинки не обводнены, склонны к налипанию и смерзанию. Коэффициент разрыхления 1,2.

В состав вскрышного слоя входят так же изредка встречающиеся скальные породы – пропластки песчаника и известняка-рыхляка. Соответ ственно с объемным весом 2,6 и 1,8 т/мЗ. Они не обводнены, к налипанию и смерзанию не склонны. Коэффициент разрыхления (первоначальный) песчаника 1,4, известняка-рыхляка 1,35.

Подстилающими полезную толщу породами являются пески, песча ники, расположенные по всей площади месторождения. Кое-где они заме няются линзами глин, которые в дальнейшем переходят в пески.

Чограйское месторождение расположено в северной части Маныч ского гидрогеологического района, характеризующегося безводностью верхней части геологического разреза, представленного четвертичными и сарматскими отложениями и наличием напорных водоносных горизонтов неогеновых отложений, залегающих на глубине 100-150 м. Полезная толща расположена выше этих отметок, поэтому не обводнена. Четвер тичные отложения вскрыши, представленные средними и легкими суг линками и супесями, так же являются безводными.

Из поверхностных вод на месторождение могут оказывать влияние воды Чограйского водохранилища, расположенного в 5 км к югу от ме сторождения. Абсолютная отметка максимального уровня воды в Чограй ском водохранилище равна 24,8 м. Ввиду того, что подошва полезного ископаемого (абсолютная отметка 54,6-64 м) находится выше уровня во ды в водохранилище, обводнения горных выработок и появления верхо водок, под влиянием водохранилища не произойдет.

Месторождение расположено в климатических условиях полупусты ни с незначительным объемом выпадающих атмосферных осадков. По этому затопления дождевыми водами не произойдет.

С целью изучения качества известняка как пильного камня и опре деления его пригодности для изготовления извести и. цемента, а также суглинков для кирпича и подстилающих песков для строительных целей, полезная толща, вскрыша и подстилающие пески были опробованы.

Предел прочности при сжатии изменяется от 0 до З32 кг/см 2, водопо глощение 23,5%.

Выход пильного камня на Чограйском месторождении – 60% (56,5% с учетом прослоев и линзовидных включений).

Известняк по химическому составу относится к III сорту класса "Д".

Полученная известь является кальциевой, быстрогасящейся с невысокой температурой гашения. Вредными примесями в цементном сырье являют ся окись магния, фосфорные соединения и серный ангидрит.

По результатам испытаний ряда проб на производство цемента отме чается спорадическое появление терригенных прослоев, которые будут незакономерно изменять состав шихты и кремнистых стяжений, сни жающих марку цемента.

Испытания суглинков и глин показали, что они относятся к числу мало пластичных, грубодисперсных, со средним содержанием включений кристаллов гипса и непригодны для производства кирпича.

Лабораторные испытания подстилающих песков показали, что они мелкие и не соответствуют требованиям «Песок для строительных ра бот». Песчаники были изучены в качестве сырья на бут и оказались не пригодными для этих целей.

УДК 550.8:528. НОВЕЙШАЯ СТРУКТУРА И ГЕОДИНАМИКА ВОСТОЧНОГО ОБРАМЛЕНИЯ СТАВРОПОЛЬСКОГО ПОДНЯТИЯ (НА ОСНОВЕ ДЕШИФРИРОВАНИЯ КОСМОСНИМКОВ) Г.С. Январв Южно-Российский государственный технический университет (НПИ), г. Новочеркасск По материалам М.Л. Коопа [1], формирование новейшей структуры, находящейся к северу от Кавказа платформенной области (Скифская плита и юго-восток Русской плиты) происходило в связи с перемещением на се вер Аравийской плиты на рубеже миоцена – плиоцена. Соответственно но вейшая структура этого региона формировалась при существенном уча стии горизонтальных напряжений (рис. 1).


Рис. 1.

Большинство крупных внутриплитных разрывов и флексур имеют го ризонтальную (взбросовую, сдвиговую) компоненту смещения. Разрывы разной кинематики закономерно ориентированы: взбросы имеют субши ротное простирание, сбросы – субмеридиональное, сдвиги – диагональное.

Этот структурный рисунок предполагает следующую геокинематиче скую интерпретацию: новейшие структуры Восточного Предкавказья явля ются естественным продолжением кинематических зон северной кромки Аравийской плиты, при этом ставропольский блок испытывает повышенное сжатие, которое реализуется в поддвиге коры с поворотом против часовой стрелки и встречном надвигообразовании в верхних слоях чехла.

Геодинамичекая схема территории Восточного Предкавказья пред ставлена на рис. 2. Схема базируется на опубликованных данных и мате риалах дешифрирования. В частности выделены линейные структуры раз ных порядков, которые трактуются как разрывные нарушения, проявлен ные в фундаменте плиты и отраженные в ее чехле. Структуры фундамента более четко проявляются в композите тепловых каналов. Четвертичное развитие структур более четко проявляется на цифровой модели рельефа.

Рис. 2. Геодинамическая схема Восточного Предкавказья Структуры фундамента, обозначенные на схеме как раздвиги и шов ные зоны наследуют структуры раннегерцинского структурного этажа и ограничивают Центрально-Предкавказский и Восточно-Предкавказский блоки Скифской эпигерцинской плиты. Эти же структуры продолжали свое развитие в киммерийском и альпийском тектоническом этапе, разде лив Ставропольский свод и Терско-Кумскую впадину.

Армавиро-Невинномысская (АН) межблоковая шовная зона северо западной ориентировки представляет собой долгоживущий, магматически активный, инверсионный разлом. В герцинском фундаменте по этому раз лому опущено северо-восточное крыло и приведены в соприкосновение кристаллосланцы протерозоя Центрально-Кавказского кристаллического массива со слабо метаморфизованными толщами палеозоя Центрально Предкавказского мегаблока. В структуре осадочного чехла, напротив, под нято северо-восточное крыло.

Заложение и развитие рамочных разломов Манычской системы связа но с этапами ранне- и позднеиндосинийского растяжения, когда в пределах Восточно-Манычского «рифта» произошло формирование клиновидного ступенчатого грабена, преобразованного в последствии в систему взбросов южной вергентности. Из возникших разрывных нарушений активность со хранилась за Северо-Манычским разломом (СМ), который как взброс юж ной вергентности функционирует до настоящего времени.

Современный структурный план Ставропольского сводового поднятия был приобретен в неотектонический этап движений. В пределах свода обо значились субмеридианально ориентированная Калаусская (К) внутрибло ковая депрессионная приразломная зона (раздвига). На восточной границе свода развивается Нефтекумск-Каясулинская (НК) тектоническая зона.

Структурный рисунок дешифрируемых линеаментов иллюстрирует четкую соподчиненность разнопорядковых тектонических движений и подтвержда ет кинематическую схему М.Л. Коппа. Весь структурный рисунок обуслов лен движением к северу (поддвигом) Восточно-Ставропольского блока, ко торое сопровождалось поворотом против часовой стрелки. При этом в кай нозойском чехле блока образовалось несколько чешуеобразных структур, во фронтальной (выпуклой) части которых проявляются зоны сжатия, а в тыловой – растяжения. Зоны растяжения подчеркиваются структурами типа «конский хвост», а в геоморфологичеком плане выражаются системой со временных водосборов для основных водных потоков. Направление движе ния чешуй устанавливается по конфигурации ограничивающих их разло мов. Известно, что лобовые части всех аллохтонов имеют в плане форму ду ги, а смещение их происходит в направлении выпуклой части [2]. Направ ление движения северной чешуи подчеркивается S-образным рисунком большинства речных русел, что характерно для левого сдвига.

Литература 1. Большой Кавказ в альпийскую эпоху / Под. ред. Ю.Г. Леонова. – М.:ГЕОС, 2007. – 368 с.

2. Структурный анализ при палеодинамических реконструкциях. – М.: 1994. – 256 с.

УДК СИНОНИМИЧЕСКИЕ И АЛЬТЕРНАТИВНО-СИНОНИМИЧЕСКИЕ ИНФОРМАЦИОННЫЕ СИСТЕМЫ И ВОЗМОЖНОСТЬ АНАЛИЗА ПРОСТРАНСТВЕННО-ВРЕМЕННОЙ РАСПРСТРАНЕННОСТИ РАДИОЛЯРИЙ Ю.В. Агарков Южный федеральный университет, г. Ростов-на-Дону В настоящее время существует большое количество информационных систем и баз данных в области палеонтологии и биологии. Они отличаются как полнотой данных, так и своей направленностью. Глобальные инфор мационные системы (catalogueoflife.org) содержащие более одного мил лиона таксонов всей биоты существующей на Земле, к сожалению отлича ются неполнотой данных в пределах таксонов нижнего ранга. В отдельных проверенных нами родах отсутствует до сорока процентов списочного со става видов, не говоря уж о подвидовых таксонах. Узконаправленные базы более полны, но имеют региональный характер или ограничиваются кон кретной группой организмов (классом, отрядом и др.) Кроме того, во всех информационных системах ясли и приводится синонимика таксона, то она дается списком в описании вида, а вся информация о привязана к валидно му названию.

При решении задач связанных пространственно-временным распро странение таксонов (биоэволюция, палеогеография, экология) приходится использовать источники различных лет, часто охватывающие более полу тора веков. За это время систематика и синонимика очень часто менялась, и некоторые виды имеют около двадцати синонимов.

Для решения задачи исключающей дублирование видов при расчетах за счет синонимики и потере данных и ли получения недостоверных дан ных при изменении объема таксонов в разработанных информационных системах использованы не виды, которые являются абстрактными поня тиями, а совокупности реальных экземпляров, которые рядом исследова телем понимаются как определенный таксон. Комплексы этих таксонов по системе кодировки объединяются в подвиды и виды. При рекурсивном связывании базовой словарной таблицы начинает работать активная си нонимика и можно наблюдать все синонимы, относящиеся к данному так сону. Наличие дублирующей кодировки позволяет указывать место эк земпляров в альтернативной систематике и синонимики и при анализе данных учитывать все возможные сочетания. Поскольку данные про странственно-временной распространенности привязаны к экземплярам, изменение в синонимике не приводит к потере информации и для перехо да в другую систематику необходимо лишь изменить код принадлежно сти к валидному виду.

Помимо словарей таксонов насчитывающих более 100 000 названий относящихся к 67 000 валидным таксонам, таблиц систематики и сино нимики, информационная система содержит более одиннадцати тысяч источников информации в библиографическом блоке, более двадцати тысяч данных об образцах и точках наблюдений, а общее количество сведений о пространственно-временоой распространенности составляет около 500 000.

Полученные данные позволили оценить филогенетические связи ра диолярий, рассчитать кривые изменения численности видов в различные геологические периоды времени, по новому оценить биотические кризисы и выяснить их причины. Впервые построить карты распространенности видов по временным срезам и выявить центры дивергенции.

Были построены послойные карты распространения для 28 видов ра диолярий относящихся к родам: Acanthocircus, Dicerosaturnalis, Dictyomitra, Eusyringium, Lamptonium, Periphaena, Podocyrtis, Sciadiocapsa, Thanarla.

Наиболее полные данные собраны по пространственно-временной рас пространенности Periphaena heliasteriscus (Clark et Campbell, 1942) Sanfillip po et Riedel, 1973. На основании данных по 121 образцу было составлено послойных карт распространенности в палеогене и неогене, где каждый слой соответствует ярусу. Полученные нами точки распространения данно го вида переносились на карты палинспатических реконструкций.

Первая известная находка Periphaena heliasteriscus (Clark et Campbell,1942) Sanfillippo et Riedel, 1973 извлечена из палеоценовых от ложений на территории центральной части океана Тетис. Спустя век вид начинает мигрировать на запад в район Атлантики.

В эоценовую эпоху данный вид широко распространен в районе сво его зарождения. Миграционные потоки продолжают движения в район Ат лантического океана. В данную эпоху вид имеет самую широкую распро страненность. Из вод Атлантики по течению вид мигрирует на юго-восток в район южной части Индийского океана.

В олигоценовую эпоху известны находки останков вида в районе Ин дийского океана.

Последняя встреченная находка вида присутствует в водах Тихого океана, где, вероятно, вид и вымирает.

УДК 553. ТИПОМОРФНЫЕ ОСОБЕННОСТИ РОССЫПНОГО ЗОЛОТА ДЮБКОШСКОГО ГРАБЕНА ЕНИСЕЙСКИЙ КРЯЖ А.А. Белозерова Сибирский федеральный университет, г. Красноярск Дюбкошский грабен в морфоструктурном плане представляет собой изолированную внутригорную впадину северо-западного направления, вы полненную преимущественно терригенными отложениями вендского воз раста [1]. В поле развития данных отложений сохранились от размыва очень богатые золотоносные россыпи, из которых добыто более 60 т золо та, и месторождения переотложенных кор выветривания (так называемые миллионные ямы – Гавриловская, Николаевская, ручья Пьяного). С северо восточной стороны Грабен ограничен Дюбкошским разломом, а с юго западной – массивом гранитов Татаро-Аяхтинского комплекса.

Все известные коренные золоторудные объекты и пункты минерали зации располагаются северо-восточнее Дюбкошского разлома и образуют цепочку, вытянутую в северо-западном направлении. Среди них отмеча ются такие крупные месторождения как Советское, Александро-Агеевское, Полярная звезда, Эльдорадо (на юге) и др. Формация коренных объектов определяется как золото-кварцевая и золото-кварц-сульфидная.

Аллювиальные золотоносные россыпи наиболее широко распростра нены в пределах Дюбкошского грабена и его обрамления, большинство из них уже отработаны. Наиболее крупные и богатые россыпи располагались в долинах рек Енашимо, Огне, Оллонокон, Дыдан, Дюбкош, Актолик, Ван гаш, Огневка.

Для изучения россыпного золота (ручьи Огневка и Пьяный) было сде лано шлиховое описание золотин и проведен микрозондовый анализ (уста новка Camebax micro).

Россыпное золото в изученных шлихах различного размера от 0,1-0, до 0,5 и 1,5 мм. Более мелкое золото слабо окатанное, слабопористое, яр ко-желтого цвета, отростковидной, комковидной и пластинчатой формы, слабо окатано и характеризуется отсутствием пор (фото №1). По мере уве личения размера зерен увеличивается степень окатанности, повышается пористость, меняется цвет зерен, становится грязно-желтым (Фото№2).

Поверхность зерен шероховатая, бугорчато-ямчатая, в ямках отмечаются рыжевато-коричневатые окислы. В отдельных зернах отмечаются вростки сахаровидного, полупрозрачного кварца.

Фото 1 Фото Наличие сростков с кварцем и лимонитом позволяет утверждать о по ступлении золота из кварц-золото-сульфидных и, возможно, золото сульфидных коренных объектов.

Различная степень окатанности, пористости, размера зерен говорит о разном времени поступления золотин в россыпь. Окатанные зерна перено сились на большие расстояния. Слабо окатанные и неокатанные зерна дендритовидной формы образовались при полном химическом разложении вмещающих пород и минералов.

Пластинчатая форма зерен и сравнительно плохая окатанность гово рит о том, что это золото не переносилось на большие расстояния, а пере мещено из ближайших россыпей и кор выветривания.

Рис. Микрозондовый анализ золота россыпей показал разброс пробности:

от 800 до 993. Наибольшие вариации свойственны россыпи из ручья Ог невка (рис. 1). Россыпь ручья Пьяный характеризуется более высокопроб ным золотом (рис. 2). В золотинах обеих россыпей наблюдается законо мерное повышение содержания золота от центра к краям.

Анализ показал присутствие серебра в размере от 2 до 8%. Отмечается так же незначительное количество меди (0,05 – 0,2%) и ртути (0,02%). По казательно, что содержание ртути фиксируется лишь при попадании луча в поры зерен.

Рис. 2.

На основе анализа имеющихся типоморфных особенностей золота, можно сделать вывод о длительном формировании россыпей при размы ве близлежащих древних золотоносных коллекторов, образованных за счет сноса материала водными потоками с северо-восточной части, где расположено большинство коренных золоторудных объектов, и не однократное переотложение его в грабене. Увеличение пробности золота от центра к краю зерна указывает на длительное пребывание его в экзо генных условиях. Россыпь ручья Огневка имеет более сложное строение, на что указывает большой разброс пробности золота, его различная морфология. Присутствие низкопробного золота может указывать о дополнительном его поступлении из коренных источников в более позднее время.

Литература 1. Бабушкин В.Е. О перспективах выявления месторождений золотоносных конгломератов в пределах Дюбкошского грабена / В кн. Состояние и проблемы геологического изучения недр и развития минерально-сырьевой базы Красноярского края. – Красноярск, 2003. – С. 234-235.

УДК 553.463(470.631) РУДОГЕНЕРИРУЮЩАЯ РОЛЬ ЮРСКИХ ДЕПРЕССИЙ СЕВЕРНОГО КАВКАЗА (НА ПРИМЕРЕ СОФИЙСКО-ТЕБЕРДИНСКОГО ГРАБЕНА) А.А. Бутенков Южно-Российский государственный технический университет (НПИ), г. Новочеркасск Зона Главного Кавказского хребта, в пределах которой сосредоточена большая часть выходов доюрских образований, разделена на ряд кулисно расположенных блоков-поднятий (Чугушское, Софийское, Тебердинское, Балкаро-Дигорское, Адайхохское). Эти поднятия разделяются разломами, узкими грабенами, грабен-синклиналями, заполненными нижнеюрскими, местами верхнепалеозойскими породами. К юго-западу от Тебердинского поднятия расположено Софийское. Граница между ними маркируется Ар хызско-Клычской грабен-синклинальной депрессией (Софийско Тебердинский грабен). В рельефе она выражена в виде глубоких долин, окруженных горными вершинами и хребтами. Совпадающие с депрессией долины большей частью имеют резко выраженную асимметричную форму – крутой, иногда почти отвесный южный борт и сравнительно пологий се верный. Последнее обстоятельство обусловлено геологической структурой юрской депрессии, являющейся обычно также асимметричной [1].

К южному борту грабена примыкает Кти-Тебердинское вольфрамовое месторождение, расположенное в верховьях р. Аксаут. Вмещающими по родами для месторождения являются двуслюдяные сланцы и гнейсы до кембрийской макерской серии. Рудные тела месторождения представлены шеелит-кварцевыми штокверками, образованными пересечением верти кальных узлов субширотных и субмеридиональных жильно-прожилковых зон с телами амфиболитов (т.н. «ктитебердинский» тип оруденения). По роды макерской серии на данном участке слагают южное крыло Кти Тебердинской антиклинали, моноклинально падающее на юго-запад. В ядерной части антиклинали залегает массив позднегерцинских гранитои дов. Структуру месторождения можно определить как ступенчато блоковую, образованную системой сбросов субширотного и северо западного простирания. При этом каждый блок опущен относительно смежного северного, и амплитуда смещения по сбросам к югу нарастает. В этом же направлении углы падения пород становятся более крутыми.

Осевая часть грабена в зоне месторождения заполнена метаморфизо ванными нижнеюрскими отложениями. Метаморфизм отложений нерав номерный: на участке, прилегающем к месторождению, он носит характер контактового, а западнее и восточнее по грабену отложения нижней юры превращены в слабометаморфизованные глинистые сланцы. Учитывая ряд обстоятельств – таких, как субпараллельность и вергентность тектониче ских разломов месторождения по отношению к разломам Софийско Тебердинского грабена, нарастание амплитуд перемещений блоков кри сталлических пород вдоль этих разломов по направлению к грабенной структуре, увеличение углов падения пород в этом направлении, – можно сделать вывод, что данные разломы являются частью системы Софийско Тебердинского грабена, составляя его северное крыло. Следовательно, Кти-Тебердинское месторождение входит в структуру грабена.

К разломам, осложняющим структуру месторождения, приурочены дайки биотитовых гранит-порфиров и мусковит-альбитовых гранитов.

Время вторжения даек определяется как верхнепалеозойское [2]. Таким образом маркируется возраст самих нарушений и, следовательно, время образования ступенчато-блоковой структуры месторождения (доверхнепа леозойское). Но так как эти нарушения являются составной частью гра бенной структуры, то можно сказать, что разломы Софийско Тебердинского грабена существовали уже в верхнем палеозое. Т.е. заложен грабен был в доюрское время, и в позднегерцинскую эпоху складчатости по нему уже происходили депрессионные движения. Кроме того, к юго западному борту Софийско-Тебердинского грабена приурочено дайкооб разное тело огнейсованных гранитов и плагиогранитов белореченского комплекса, возраст которых оценивается как среднепалеозойский [3]. Это позволяет предположить, что заложение грабена произошло уже в среднем палеозое. Юрские отложения маркируют одну из заключительных стадий его жизнедеятельности.

Возраст оруденения оценивается как верхнепалеозойский – 281- млн. лет [2], он практически совпадает по времени с заключительными фа зами верхнегерцинского гранитообразования (дайки биотитовых гранит порфиров и мусковит-альбитовых гранитов, пространственно совпадающие с месторождением). Это позволило говорить о генетической связи вольфра мового оруденения с гранитами [2, 4, 5]. Следовательно, образование ору денения и формирование ступенчато-блоковой структуры месторождения являлись синхронными процессами, составляя часть единого сложного про цесса становления Софийско-Тебердинского грабена, являющегося долго живущей полихронной структурой.

В связи с изложенным выше можно прийти к выводу, что Софийско Тебердинский грабен имеет рудоконтролирующее значение для Кти Тебердинского месторождения. Локальный характер вольфрамового ору денения в регионально развитой грабенной структуре обусловлен пересе чением субширотных и субмеридиональных трещинных зон (Родзянко Н.Г., Петросянц Б.А. и др., 1974), послужившим каналом транспортировки рудоносного флюида, отделившегося на заключительной стадии становле ния гранитоидного массива. Субширотные зоны параллельны системам разломов грабена, а субмеридиональные ориентированы, соответственно, вкрест его простирания. И те, и другие являются оперяющими грабена, возникшими в результате как сжимающе-растягивающих (нормальных), так и сдвиговых (тангенциальных) напряжений. Пересечение трещинного столба с пластами амфиболитов, представляющих собой благоприятную для шеелитообразования богатую СаО среду [7], привело к образованию вольфрамового оруденения.

Литература 1. Баранов Г.И., Кропачев С.М. Стратиграфия, магматизм и тектоника Большого Кавка за на докембрийском и палеозойском этапах развития // Геология Большого Кавказа.

– М.: Недра, 1976. – С. 147.

2. Гурбанов А.Г., Рехарский В.И., Андрианов В.И. и др. О временной связи вольфрамо вого оруденения с гранитами позднепалеозойской диорит-гранитной формации (Се верный Кавказ) // Изв. АН СССР. Сер. геол., 1992, № 6. – С. 124-131.

3. Срабонян М.Х., Снежко В.А., Доля А.Н., Потапенко Ю.Я. Магматические комплексы Северного Кавказа и проблемы их систематики // Основные проблемы геологическо го изучения и использования недр Северного Кавказа: материалы VIII Юбилейной конференции по геологии и полезным ископаемым. – Ессентуки, 1995. – С. 43-63.



Pages:   || 2 | 3 | 4 | 5 |   ...   | 10 |
 



Похожие работы:





 
© 2013 www.libed.ru - «Бесплатная библиотека научно-практических конференций»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.